Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Tehran, Tehran
2 Department of Geology, Faculty of Sciences, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
بررسی سنگ‌های ماگمایی با سرشت تولهایتی تا کالکآلکالن که در پهنه‌های فرورانش پدید آمدهاند، اهمیت بالایی دارد. بررسیهای گذشته نشان می‌دهند که تغییرات شیمیایی در این‌گونه سنگ‌ها، پیامد عواملی مانند جدایش بلوری، هضم، آمیزش ماگمایی و یا آلایش هستند (Lindh et al., 2006). سنگ‌شناسی و بررسی شیمی کانی‌های اصلی از روش‌هایی هستند که در سنگ‌شناسی آذرین به‌گونه گسترده‌ای در بررسی فرایندهای درگیر در پیدایش سنگ‌های ماگمایی به‌کار برده می‌شوند. ازاین‌رو، شیمی کانی‌هایی مانند پیروکسن و پلاژیوکلاز اطلاعات ارزشمندی درباره خاستگاه و شرایط پیدایش ماگما را فراهم می‌آورد (Schweitzer et al., 1979; Leterrier et al., 1982). از سوی دیگر، برخی پدیده‌ها (مانند: آهنگ سردشدن، جریان سیال‌ها، ترکیب مایع، آهنگ رشد و هستهبندی، هستهبندی ناهمگن و ته‌نشینی یا شناوری بلورها) گسترش بافت در سنگ‌های بازالتی را کنترل می‌کنند. از متداول‌ترین روش‌ها برای اندازه‌گیری‌های بافتی، روش پراکندگی اندازه یا CSD (Crystal Size Distribution) است. CSD بازتابی از ویژگی‌های ذاتی سنگ‌ها (مانند: چگالی و یا ترکیب سنگ) است (Higgins, 2006). با این روش می‌توان فرایندهای ماگمایی درگیر در پیدایش ماگما را ارزیابی کرد؛ زیراکه پراکندگی اندازه بلور بازتابی از تاریخ تبلور آن است (Higgins and Roberge, 2003). سنگ‌های آتشفشانی شیرینک در شمال و شمال‌خاوری روستای شیرینک از توابع شهرستان بردسیر (استان کرمان) هستند. از دیدگاه زمین‌شناسی، این منطقه بخشی از پهنه آتشفشانی دهج- ساردوییه شناخته می‌شود. این پهنه یک کمپلکس خطی آذرین درونی- بیرونی با ستبرای بیشتر از 4 کیلومتر است که کمابیش به موازات پهنه کوهزایی زاگرس رخنمون دارد. بررسی پهنه ارومیه- دختر اهمیت بسیاری دارد؛ زیرا پیامد رخداد بستهشدن اقیانوس آلپی نئوتتیس بوده و یا به گفته دیگر، پیامد هضم پوسته اقیانوسی نئوتتیس به‌هنگام فرورانش به زیر پوسته قارهای است (Verdel et al., 2011).
Naderi (2012) زمین‌شناسی ناحیه شیرینک را بررسی کرده و برپایه شیمی سنگ‌کل نشان داده است که این سنگ‌ها از سری کالکآلکالن و کالکآلکالن با گرایشی به سری تولهایتی هستند. هرچند شیمی سنگ کل این سنگ‌ها بررسی شده است؛ اما تا اکنون هیچ بررسی دربارة شیمی کانی و پراکندگی اندازه بلور در این سنگ‌ها انجام نشده است. در این پژوهش تلاش شده است تا با بهکارگیریِ داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی (الکترون میکروپروب) و CSD، ترکیب کانی‌ها و شکل آنها در سنگ‌های گوناگون مجموعة آتشفشانی شیرینک بررسی شده و سنگ‌شناسی، خاستگاه زمینساختی، سرشت ماگمایی و شرایط دما و فشار پیدایش آنها بررسی شوند.
روش انجام پژوهش
برای دستیابی به اهداف این پژوهش، پس از بررسیهای نخستین و شناخت کلی از منطقه، بازدید صحرایی در شهریور و مهرماه سال 1390، در چهار روز انجام شد. در این راستا، بیش از 100 نمونه سنگی برای بررسیهای سنگ‌نگاری برداشت شد. تلاش شد نمونه‌ها به‌گونه‌ای برداشت شوند که کمترین هوازدگی و دگرسانی را داشته باشند. پس از بررسی، از میان100 نمونة برداشت‌شده، 53 مقطع نازک ساخته شد. سنگ‌نگاری سنگ‌ها با میکروسکوپ پلاریزان مدل BH2 انجام شد. تجزیه شیمیایی 26 نقطه کانی در چهار نمونه با بهکارگیریِ دستگاه ریزکاو الکترونی مدل HORIBA XGT-7200 (با ولتاژ kv50 و شدت جریان mA1000) در شرکت کانساران بینالود انجام شد.
شکل 1- نقشه زمین‌شناسی و جایگاه جغرافیایی سنگ‌های آتشفشانی شیرینک در جنوب‌خاوری ارومیه- دختر (استان کرمان)، با تغییراتی پس از Dimitrijevic و همکاران (1973)
جایگاه زمین‌شناسی منطقه و سنگ‌نگاری
مجموعه‌ای از فعالیت‌های ماگمایی که در شمال‌باختری تا جنوب‌خاوری ایران دیده می‌شوند به فرورانش نئوتتیس و پهنه برخوردی زاگرس وابسته دانسته شده‌اند. این بخش از ایران که بخش بزرگی از ماگماتیسم کالکآلکالن، شوشونیتی، آداکیتی و مجموعه‌های آتشفشانی رسوبی را در بر گرفته است، از جنوب به زاگرس چین‌خورده و از شمال به پهنه سنندج- سیرجان می‌رسد (Verdel et al., 2011). سنگ‌های آتشفشانی شیرینک در70 کیلومتری جنوب کرمان و 68 کیلومتری جنوب‌خاوری بردسیر و میان طول‌های جغرافیای ´30°29 تا ´38°29 شمالی و عرض‌های جغرافیایی °57 تا ´7°57 خاوری جای دارد (شکل 1). از دیدگاه زمین‌شناسی این منطقه بخشی از پهنه ماگمایی ارومیه- دختر است که در استان کرمان بهنام پهنه دهج- ساردوییه شناخته می‌شود. برپایه بررسیهای Dimitrijevic و همکاران (1973)، واحدهای سنگ‌شناسی این منطقه بخشی از توالی‌های مجموعة هزار (در پهنه دهج- ساردوییه) هستند و در ائوسن بالایی پدید آمدهاند. این سنگ‌ها بیشتر بازالت، آندزیت، لاتیت، ریولیت و توف، با شکلها و حجمهای گوناگون بوده و به‌گونه نامنظم در توالی با واحدهای آذرآواری (پیروکلاستیک) دیده می‌شوند.
گدازه‌های بازالتیِ منطقه به‌صورت توالی‌های مختلفی همراه با آذرآواریها، اپیکلاستیکها و توفها دیده می‌شوند. بیشتر این گدازه‌ها لایهبندی منظمی داشته و ستبرای آنها کمابیش تا نزدیک به 80 متر نیز می‌رسد (شکل 2- A). در پی پایداری بیشتر این گدازه‌ها در برابر فرسایش، رخنمون‌ها شکل صخره‌ای داشته و از توالی‌های اپی‌کلاستیک و آذرآواری مجاور بلند‌تر هستند (شکل 2). بافت کلی این سنگ‌ها پورفیری است که در آن بلورهای درشت پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین در زمینه‌ای ریز بلور با کانی‌های مشابه دیده می‌شوند. پلاژیوکلاز 50 تا 85 درصد فنوکریست‌ها و در برخی مقطع‌ها، 95 درصد میکروفنوکریستهای سنگ را در بر گرفته است. این کانی‌ها شکلدار و نیمهشکلدار بوده و اندازة آنها کمابیش 2 تا 75/4 میلیمتر است و گهگاه در مگاکریستها تا 7/1 سانتیمتر نیز دیده می‌شوند. در سنگ‌های یادشده، پلاژیوکلازهای گوناگونی وجود دارند که ترکیب آنها با یکدیگر متفاوت است. با توجه به زاویه خاموشی 36 تا 43 درجه، ترکیب آنها از لابرادوریت تا بیتونیت تغییر میکند و این پدیده با داده‌های شیمیایی این کانی کاملاً همخوانی دارد. از بافت‌های دیده‌شده در این کانی می‌توان بافت‌های غربالی (شکل2- B) و پوی‌کیلیتیک (شکل 2- C) را نام برد. ویژگی‌هایی مانند رشد هم‌زمان (شکل 2- D)، خوردگی (شکل 2- E)، و لبه‌های تیزشده (شکل 2- F) که گاهی به‌صورت متقاطع یکدیگر را قطع می‌کنند (شکل 2- G)، نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شود.
بلندای گدازه‌های آندزیتی از گدازه‌های بازالتی کمتر است و بیشترشان لایهبندی منظم‌تری داشته و با ستبرایِ بیشینه 50 متر به‌همراه توالی‌های دیگر دیده می‌شوند (شکل 3- A). همچنین، در برابر بازالت‌ها، این سنگ‌ها بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر و پیروکسن کمتری در زمینه ریزبلور خود دارند. در مقطع‌های نازک مجموعة فنوکریستِ آندزیتهای منطقه، شامل پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و گاه الیوین است. اندازة بلورهای پلاژیوکلاز در آندزیت پورفیری از ریز (1 تا 2 میلیمتر) تا متوسط بلور (5 میلیمتر) است و در برخی توالیها جهت‌یافتگی نشان می‌دهند (شکل 3- B).
|
A |
شکل 2- تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان): A) ویژگی‌های صحرایی گدازه‌های بازالتی، لایههای توف، اپی‌کلاستیک و آذرآواری، برش آتشفشانی؛ B) بافت غربالی در فنوکریستهای پلاژیوکلاز؛ C) کلینوپیروکسن‌های ریز بلور در زمینه (Cpx2) و در فنوکریست پلاژیوکلاز (Cpx1) (بافت پوی‌کیلیتیک)؛ D) رشد هم‌زمان در میان فنوکریستهای پلاژیوکلاز؛ E) خوردگی در فنوکریست پلاژیوکلاز (Plg1) و پلاژیوکلاز با دگرسانی سوسوریتی (Plg2)؛ F) تیزشدگی گوشههای فنوکریستهای پلاژیوکلاز؛ G) فنوکریستهای پلاژیوکلاز که به‌صورت متقاطع همدیگر را قطع کرده‌اند
شکل 3- تصویرهای صحرایی از سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان): A) تغییر اندازه بلورهای پلاژیوکلاز و جهت‌یافتگی در برخی بلورهای پلاژیوکلازِ گدازة آندزیتی؛ B) گدازة آندزیتی هوازده با ارتفاع کمتردر برابر گدازه‌های بازالتی با رنگ هوازده خاکستری
افزون‌بر زونینگ، پلاژیوکلازها دارای ماکل کالسباد- آلبیت و نشانه‌هایی از خوردگی در مرکز و لبه‌های تیز هستند (شکل 4- A). افزون‌براین، گاه بی‌شکل با حاشیه خورده‌شده و با ماکل پلیسنتتیک ریز دیده می‌شوند (شکل 4- B).
پیروکسن یکی دیگر از کانی‌های مهم سازندة سنگ‌های آندزیتی منطقه است و پس از پلاژیوکلاز، فراوان‌ترین کانی این سنگ‌ها بهشمار می‌رود. پیروکسن‌ها 2 تا 8 درصد فنوکریست‌ها و تا 20 درصد حجم کانی‌های ریز بلور زمینه را میسازند. در مقطع‌های گوناگون، کشیدگی بلورهای درشت آنها از 5/0 تا 5/5 میلیمتر است (شکل 4- D). ویژگی‌های نوری این کانی (رنگهای تداخلی سری‌های نخستین و بخش پایانی سری سوم و همچنین، زاویه خاموشی 15 تا 45 درجه) نشان‌دهندة ترکیب دیوپسید- اوژیت هستند. از بافت‌های دیده‌شده در این پیروکسن می‌توان حاشیه‌های خورده‌شده (شکل 4- C) و پوی‌کیلیتیک را نام برد.
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان): A) خوردگی در مرکز فنوکریستهای پلاژیوکلاز (Plg1) و تیزشدگی گوشههای فنوکریست‌ها (Plg2) در زمینة دگرسانشده و ریز بلور؛ B) فنوکریست بی‌شکل پلاژیوکلاز با حاشیه خورده‌شده و ماکل پلی‌سنتیتیک ریز؛ C) خوردگی در کلینوپیروکسنها همراه با همرشدی الیوین، کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و کانی کدر در آندزیت‌ها؛ D) کلینوپیروکسن به‌صورت بی‌شکل (Cpx1) و ریز بلور (Cpx2)
پلاژیوکلازهایِ گدازه‌های ناحیه شیرینک بافت‌های گوناگونی نشان می‌دهند که بافت‌های غربالی و پوی‌کیلیتیک از فراوان‌ترین آنها هستند. این بافتها از بافت‌های ناتعادلی بوده که در سنگ‌های آتشفشانی کوهزایی بسیار معمول هستند و از ثبتکنندههای تغییرات فیزیکی در سیستم ماگمایی شناخته می‌شوند. بافت‌های غربالی معمولاً نشان‌دهندة بجامانده‌هایِ شبکهای از مجاری مرتبط به‌هم در یک بلور هستند (Ahmadimoghadam, 2011). این بافت انواع متفاوتی دارند و در هر دو نوع گدازه، کمابیش همه انواع این بافتها یافت می‌شوند (شکل 5).
شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان): A) بافت غربالی درشت و نامنظم با منطقهبندی (Plg5)؛ B) پلاژیوکلاز با بافت پوی‌کیلیتیک، منطقهبندی و حاشیه روشن رنگ نازک (Plg8)؛ C) بافت غربالی درشت در مرکز و مرکز خورده‌شده (Plg9)
بررسیهای پراکندگی اندازه بلور
ازآنجایی‌که بلور پلاژیوکلاز در ثبت رویدادهای آشیانه ماگمایی و همچنین، در منطقه اهمیت دارد، از روش پراکندگی اندازه بلور یا CSD، برای برآورد شکل سه‌بعدی و تاریخچه رشد این بلور بهره گرفته می‌شود (Marsh, 1988). CSD در واقع نشان‌دهندة وابستگی میان اندازه بلور (mm) و چگالی تراکمی بلور (n) است و نمودار اندازه در برابر چگالی تراکمی عموماً وابستگی آشکاری میان آنها نشان می‌دهد (Higgins, 1998, 2000; Cashman and Marsh, 1988). این نمودارها تغییرات در فراوانی و اندازه بلورها را وابسته به زمان ماندگاری آنها در سیستم نشان می‌دهند. شیب خط‌ها به میانگین زمان ماندگاری بلور در سیستم بستگی دارد. این زمان با بهکارگیریِ معادلة ساده (Marsh, 1988) زیر به‌دست می‌آید:
Tr =-1 /G *m * 31536000
در این معادله Tr برابر با زمان ماندگاری بلور در ماگمای فورانی (به سال)، G برابر با نرخ رشد بلور (به mm/s)، m برابر با شیب نمودار است و عدد 31536000 از تبدیل واحد ثانیه به سال به‌دست آمده است (Cashman and Marsh, 1988). میزان هستهبندی بلورها را نیز می‌توان در این نمودارها برآورد کرد؛ هرچه بلورها بزرگ‌تر باشند هستهبندی کمتری خواهند داشت و برعکس.
Cashman و Marsh (1988) نرخ رشد پلاژیوکلاز در ماگمای بازالتی را بررسی کرد و دریافتند که نرخ سردشدن متغیر و برای یک نرخ سردشدن 3 ساله، نرخ رشد mm/s 10-9 و برای سردشدن 300 ساله، نرخ رشد mm/s 10-10 است. در کل، ماگماهایی که چسبندگی بالاتری دارند نرخ انتشار کمتری دارند. افزایش نرخ رشد به میزان یک واحد، زمان ماندگاری را به اندازه 10 برابر کاهش می‌دهد و برعکس. این مسئله نشان‌دهندة حساس‌بودن زمان ماندگاری به مقدار نرخ رشد است. چون پراکندگی اندازه بلور بازتابی از تاریخ تبلور آن است، از آن می‌توان در توضیح فرایندهای ماگمایی بهره گرفت (Higgins and Roberge, 2003).
در این پژوهش، پس از اندازه‌گیری دستیِ شمار 564 بلور پلاژیوکلاز (با بهکارگیریِ نرم‌افزار CSDSlice)، شکل سه‌بعدی بلورها به‌دست آمد. با بهکارگیریِ این نرم‌افزار، Cashman و Marsh (1988) لگاریتم طبیعی چگالی تراکمی بلور (n) در برابر درازای بلور (L) را رسم کردند و خط به‌دست‌آمده را CSD نامیدند. این روش به‌گونه گسترده‌ای در تفسیر فرایندهای ماگمایی برپایه بافت‌های دیده‌شده در سنگ آذرین درونی و بیرونی به‌کار برده می‌شود. در این بررسی، شکل پلاژیوکلازها، تخته‌ای و نسبت محورهای کوتاه: متوسط: بلند به ترتیب برابر با 10:7:1 به‌دست آورده شد (شکل 6).
شکل 6- بررسی پراکندگی اندازه بلور پلاژیوکلازها در سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان): A) بازه‌های فراوانی نسبتهای پهنا به درازا؛ B) برآورد شکل سه بعدی برپایه فراوانی نسبتها
پس از به‌دست‌آوردن شکل سه‌بعدی بلورها، برای به‌دست‌آوردن شیب نمودار و یافتن نقطه n0، نرم افزار CSD Corrections 1.39 به‌کار برده شد و شیب نمودار برابر با 27/1- و نقطه برابر با n039/1 به‌دست آورده شدند. برپایه داده‌های به‌دست‌آمده با این نرم افزار (شیب نمودار و نقطة n0)، میانگین زمان ماندگاری بلور در سیستم 27/40 سال به‌دست آمد (جدول 1).
جدول 1- داده‌های تجزیه پراکندگی اندازه بلور و برآورد زمان تبلور برای پلاژیوکلازهایِ سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان)
|
سرعت رشد (mm/s-1) |
سرعت هستهبندی (J=mm-3/s-1) |
زمان رشد (t) |
عرض از مبدا (n0) |
شیب (m) |
|
10 -9 |
1.3*10-9 |
40.27 |
1.39 |
1.27 |
همان‌گونه‌که در شکل 7 دیده می‌شود، پلاژیوکلازهای منطقه شیب خط CSD مستقیمی برپایه تعاریف یادشده ( الگوهای ایده‌ال در شکل 8) نشان نمی‌دهند؛ بلکه دارای شکستگی و تغییرات شیب در آغاز و در هنگام مسیر رشد بلوری هستند. این پدیده میتواند نشان‌دهندة آمیختگی ماگمایی یا حضور درشت بلورها در خاستگاه ماگمای سازندة این سنگ‌ها باشد.
شکل 7- نمودار پراکندگی اندازة بلور پلاژیوکلازهای اندازه‌گیری‌شده در سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان) با بهکارگیریِ نرم‌افزار Corrections 1.39 CSD (مقیاس درازای بلور در همه نمودارها به میلیمتر است)
شکل 8- تغییرات الگوهای نمودار CSD در پی فرایندهای فیزیکی درون آشیانه ماگمایی (Vinet and Higgins, 2010)؛ A) افزایش سرعت سردشدن؛ B) کاهش شیب نمودار، افزایش نرخ رشد و زمان ماندگاری در آشیانه ماگما را در پی دارد؛ C) ﺗﺄثیر متفاوت جدایش یا انباشتگی بلور در سیستم؛ D) پیامد وجود درشت بلور بر نمودار پراکندگی اندازه بلور؛ E) آمیزش دو ماگما
شیمی کانی‌ها
شیمی پیروکسن: داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برای پیروکسن‌هایِ سنگ‌های بررسی‌شده (سنگ‌های مافیک و حد‌واسط) در جدول2 آورده شده‌اند. این کانی‌ها از نوع کلینوپیروکسن بوده، به‌صورت فنوکریست و ریزبلور دیده می‌شوند. برپایه ردهبندی Morimoto (1988) پیروکسن‌ها در چهار گروه جای می‌گیرند:
(1) پیروکسن‌های Quad) Ca-Mg-Fe)؛ (2) پیروکسن‌های Na-Ca؛ (3) پیروکسن‌های Na؛ (4) پیروکسن‌های دیگر (شکل 9- A).
با توجه به جای‌گرفتن پیروکسن‌ها در ناحیه Quad می‌توان از نمودار Wo-En-Fs برای شناسایی نوع آنها بهره گرفت. این نمودار نشان می‌دهد که کلینوپیروکسنها از نوع اوژیت هستند (شکل 9- B).
جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی کلینوپیروکسنِ سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان) (برپایه درصد وزنی) به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایه 4 کاتیون و 6 اتم اکسیژن (برپایه a.p.f.u.) و اعضای پایانی کلینوپیروکسنها (برپایه درصد مولی)
|
Sample No. |
Cpx- 2-1 |
Cpx- 2-2 |
Cpx- 2-3 |
Cpx-2-4 |
Cpx- 2-6 |
Cpx- 5-1 |
Cpx-5-2 |
Cpx-5-3 |
|
SiO2 |
53.31 |
52.84 |
63.58 |
54.34 |
53.82 |
53.67 |
54.55 |
54.06 |
|
TiO2 |
0.46 |
0.64 |
0.00 |
0.44 |
0.50 |
0.44 |
0.60 |
0.48 |
|
Al2O3 |
2.85 |
3.63 |
20.90 |
2.92 |
3.01 |
3.39 |
5.59 |
3.49 |
|
Cr2O3 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe2O3 |
8.97 |
10.13 |
0.26 |
9.33 |
9.13 |
9.08 |
9.35 |
8.95 |
|
FeO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
MnO |
0.30 |
0.45 |
0.07 |
0.35 |
0.34 |
0.44 |
0.37 |
0.34 |
|
MgO |
14.37 |
14.83 |
0.00 |
13.52 |
15.54 |
14.62 |
12.15 |
14.12 |
|
CaO |
19.55 |
17.40 |
6.98 |
19.07 |
17.52 |
18.23 |
17.04 |
18.48 |
|
Na2O |
0.00 |
0.00 |
7.45 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Total |
99.84 |
99.92 |
99.24 |
99.97 |
99.86 |
99.87 |
99.65 |
99.92 |
|
Si |
1.94 |
1.91 |
2.13 |
1.97 |
1.94 |
1.94 |
1.96 |
1.96 |
|
Ti |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
|
Al |
0.12 |
0.16 |
0.83 |
0.12 |
0.13 |
0.14 |
0.24 |
0.24 |
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe3+ |
0.25 |
0.28 |
0.01 |
0.25 |
0.25 |
0.25 |
0.25 |
0.25 |
|
Fe2+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mn |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Mg |
0.78 |
0.80 |
0.00 |
0.73 |
0.84 |
0.79 |
0.65 |
0.65 |
|
Ca |
0.76 |
0.68 |
0.25 |
0.74 |
0.68 |
0.71 |
0.66 |
0.66 |
|
Na |
0.00 |
0.00 |
0.48 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Total |
3.87 |
3.85 |
3.70 |
3.83 |
3.86 |
3.85 |
3.78 |
3.78 |
|
Al- M1(VI) |
0.06 |
0.07 |
0.82 |
0.09 |
0.07 |
0.09 |
0.19 |
0.10 |
|
Al-T(IV) |
0.06 |
0.09 |
0.00 |
0.03 |
0.06 |
0.06 |
0.04 |
0.05 |
|
Wollastonite |
42.64 |
38.54 |
97.45 |
42.92 |
38.46 |
40.56 |
42.06 |
41.61 |
|
Enstatite |
43.61 |
45.70 |
0.00 |
42.34 |
47.46 |
45.26 |
41.73 |
44.24 |
|
Ferrosilite |
13.74 |
15.76 |
2.55 |
14.75 |
14.08 |
14.19 |
16.21 |
14.15 |
جدول 2- ادامه
|
Sample No. |
Cpx- 5-4 |
Cpx-5-6 |
Cpx- 5-7 |
Cpx- 5-9 |
Cpx-5-10 |
Cpx- 5-11 |
Cpx-5-12 |
Cpx-5-13 |
|
SiO2 |
52.97 |
55.42 |
53.33 |
54.81 |
56.65 |
53.90 |
53.59 |
54.47 |
|
TiO2 |
0.71 |
0.41 |
0.42 |
0.48 |
0.43 |
0.55 |
0.50 |
0.54 |
|
Al2O3 |
5.36 |
2.46 |
4.89 |
3.48 |
3.38 |
4.56 |
4.28 |
4.88 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe2O3 |
9.10 |
9.14 |
8.52 |
7.37 |
8.47 |
8.45 |
8.98 |
8.16 |
|
FeO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
MnO |
0.32 |
0.40 |
0.32 |
0.27 |
0.32 |
0.27 |
0.39 |
0.33 |
|
MgO |
12.71 |
13.38 |
13.86 |
15.13 |
14.20 |
12.50 |
13.95 |
13.47 |
|
CaO |
18.84 |
18.55 |
18.64 |
18.33 |
19.86 |
19.50 |
18.31 |
18.13 |
|
Na2O |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Total |
100.01 |
99.76 |
99.98 |
99.87 |
103.31 |
99.78 |
100.00 |
99.98 |
|
Si |
1.91 |
2.00 |
1.92 |
1.97 |
2.05 |
1.95 |
1.93 |
1.95 |
|
Ti |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
|
Al |
0.23 |
0.11 |
0.21 |
0.15 |
0.00 |
0.19 |
0.18 |
0.21 |
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe3+ |
0.25 |
0.25 |
0.23 |
0.20 |
0.23 |
0.23 |
0.24 |
0.22 |
|
Fe2+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mn |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.09 |
0.01 |
0.01 |
|
Mg |
0.68 |
0.72 |
0.75 |
0.81 |
0.76 |
0.67 |
0.75 |
0.72 |
|
Ca |
0.73 |
0.72 |
0.72 |
0.71 |
0.77 |
0.76 |
0.71 |
0.70 |
|
Na |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Total |
3.83 |
3.81 |
3.85 |
3.85 |
3.83 |
3.91 |
3.84 |
3.82 |
|
Al- M1 (VI) |
0.14 |
0.10 |
0.13 |
0.11 |
0.11 |
0.14 |
0.11 |
0.16 |
|
Al-T (IV) |
0.09 |
0.00 |
0.08 |
0.03 |
0.03 |
0.05 |
0.07 |
0.05 |
|
Wollastonite |
43.90 |
42.56 |
42.45 |
41.14 |
43.58 |
45.60 |
41.59 |
42.56 |
|
Enstatite |
41.21 |
42.71 |
43.92 |
47.25 |
43.36 |
40.56 |
44.09 |
43.99 |
|
Ferrosilite |
14.89 |
14.73 |
13.63 |
11.62 |
13.06 |
13.84 |
14.33 |
13.45 |
شکل 9- جایگاه پیروکسن‌هایِ سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان) در: A) گسترة Quad و پیروکسن‌های دیگر (Morimoto, 1988)؛ B) نمودار ردهبندی کلینوپیروکسنها (Floran et al., 1978)
کلینوپیروکسنها از مهمترین کانی‌های سازندة سنگ‌های آذرین بوده و بررسی ترکیب شیمیایی و به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری آنها دربردارندة اطلاعات بسیار ارزشمندی دربارة سنگ در برگیرنده آنهاست (Leterrier et al.,1982). برای نمونه، مقدار و نوع Al در ساختار کلینوپیروکسنها وابسته به فشار است و نمودار AlIV در برابر AlVI نشان می‌دهد که کلینوپیروکسن‌های موجود در سنگ‌های آتشفشانی شیرینک در ژرفای متوسط تا بسیار ژرف پدید آمدهاند (شکل 10- A). این نمودار چه‌بسا نشان‌دهندة تبلور این کانی در مرحله‌های نخستین تبلور و پیش از بالاآمدن ماگماست.
افزون‌براین، توزیع آلومینیم در جایگاه تتراهدری و اکتاهدریِ کلینوپیروکسن روشی خوبی برای ارزیابی درصد تقریبی آب ماگما نیز بهشمار می‌رود (Green, 1972; Helz, 1973). بر پایه این نکته، میزان آب ماگما در هنگام تبلور پیروکسن‌های بررسی‌شده 10 درصد برآورد می‌شود (شکل 10- B).
شکل 10 ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌هایِ سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان) در: A) نمودار زمین‌فشارسنجیِ AlVI در برابر AlIV (Aoki and Shiba, 1973)؛ B) نمودار AlVI در برابر AlIV برای بررسی شرایط تبلور تقریبی برای پیروکسن‌ها (Helz, 1973)
Lindsley (1983) برپایه درصد مولکولی ولاستونیت- انستاتیت- فروسیلیت در نمودار ولاستونیت- انستاتیت- فروسیلیت- هدنبرژیت (شکل 11)، دمافشارسنجی ترسیمی را پیشنهاد کرد. همچنین، برای دماسنجی کلینوپیروکسنها از منحنی‌های هم‌دما در نمودار ردهبندی کلینوپیروکسنها نیز بهره گرفت. دمافشارسنجی کلینوپیروکسنها فشارهای گوناگونِ 1 تا 15 کیلوبار و دمای 550 تا 1110 درجه سانتیگراد را نشان می‌دهد (شکل 11) که با فشارهای بالا تا متوسط پیدایش این کانی‌ها همخوانی دارد (شکل 10).
برای به‌دست‌آوردن فوگاسیته اکسیژن ماگمای سازنده سنگ‌های سازندة شیرینک، نمودار AlVI+2Ti+Cr در برابر Na+AlIV به‌کار برده شد (Schweitzer et al., 1979). برپایه این نمودار می‌توان گفت شرایط محیطی پیدایش این سنگ‌ها دارای فوگاسیته متغیری از اکسیژن بوده است. در این نمودار، بیشتر نمونه‌ها در گسترة فوگاسیته بالای اکسیژن جای گرفته‌اند (شکل 12).
شکل 11- زمین‌دمافشارسنجی کلینوپیروکسن‌هایِ سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان) برپایه روش Lindsley (1983) در فشارهای 1، 5، 10 و 15 کیلوبار
کلینوپیروکسنها کانی‌هایی هستند که نشان‌دهندة خاستگاه و سنگ‌زایی مذاب میزبان خود بوده (petrogenic indicator) و در برابر دگرسانی پایدار هستند. ازاین‌رو، با بهکارگیریِ ترکیب آنها می‌توان نوع سری ماگمایی و نوع پهنه زمینساختی ماگمای سازنده آنها را شناسایی کرد (Leterrier et al., 1982). بررسی ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌های منطقه شیرینک در نمودار Na+Ca در برابر Ti، نشان دهندة سرشت ماگمایی ساب‌آلکالن (تولهایتی) آنهاست (شکل 13- A).
شکل 12- نمودار AlIV+2Ti+Cr در برابر Na+AlIV (Schweitzer et al., 1979) برای به‌دست‌آوردن مقدار اکسیژن در محیط پیدایش کلینوپیروکسنِ سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان) (در این نمودار شرایط متغیر اکسیژن برای بیشتر کلینوپیروکسنها در محیط تبلورشان پیشنهاد شده است)
برپایه نمودار Al2O3 در برابر SiO2، نمونه‌ها در گسترة ساب‌آلکالن و در گسترة بازالتهای کف اقیانوس و بازالتهای کمان آتشفشانی جای گرفته‌اند (شکل 13- B). همچنین، نمودار Altotal در برابر Ti نشان می‌دهد که نمونه‌ها در گسترة کمان‌های آتشفشانی با سرشت تولهایتی تا کالکآلکالن جای گرفته‌اند (شکل 13- C). برای شناسایی بیشتر، نمودار Ca در برابر Ti+Cr پیروکسن‌ها به‌کار برده شد (شکل 3- D) که در آن، سنگ‌های آتشفشانی شیرینک در گسترة بازالت کمان آتشفشانی جای گرفته‌اند.
|
|
شکل 13- بهکارگیریِ ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌هایِ سنگ‌های آتشفشانی بازالتی و بازالتیک‌آندزیتی شیرینک (استان کرمان) برای شناسایی سری ماگمایی در: A) نمودار Na+Ca در برابر Ti (Leterrier et al., 1982)؛ B) نمودار Al2O3 در برابر SiO2 (Nisbet and Pearce, 1977)؛ C) نمودار Altotal در برابر Ti (Leterrier et al., 1982)؛ D) نمودار Ca در برابر Ti+Cr (Leterrier et al., 1982) (WPT: تولهایت درون‌صفحه‌ای؛ VAB: بازالت آلکالن؛ OFB: بازالت کف اقیانوسی؛ VAB: بازالت کمان آتشفشانی)
شیمیِ فلدسپار: داده‌های شیمی کانی فلدسپارِ سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (جدول 3) نشان می‌دهد که پلاژیوکلازهایِ این سنگ‌ها در گسترة ترکیبی لابرادوریت و بیتونیت جای گرفته‌اند (شکل 14- A). همچنین، برپایه نسبت این کانی و نیز برپایه درصد وزنی FeO در برابر درصد مولی آنورتیت، این کانی‌ها در شرایط آمیختگی ترکیبی و دمایی پدید آمدهاند. این داده‌ها با داده‌های به‌دست‌آمده از روش CSD و حضور بافت‌های ناتعادلی (مانند: غربالی) همخوانی دارد.
جدول3- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی پلاژیوکلازِ سنگ‌های آتشفشانی شیرینک (استان کرمان) (برپایه درصد وزنی) به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده آنها برپایه 8 اتم اکسیژن (برپایه a.p.f.u.) و اعضای پایانی پلاژیوکلازها (برپایه درصد مولی)
|
Sample No. |
Pla- 5-8 |
Pla- 2-5 |
pla- 17.1 |
pla- 17-2 |
pla- 17.3 |
pla-9-1 |
pla- 9-2 |
pla- 9-3 |
Pla-5-5 |
Pla- 2-7 |
|
SiO2 |
53.56 |
50.05 |
51.51 |
48.57 |
48.78 |
53.31 |
56.76 |
55.12 |
53.13 |
47.74 |
|
TiO2 |
0.06 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.07 |
0.05 |
0.03 |
|
Al2O3 |
28.90 |
31.43 |
30.61 |
32.57 |
32.18 |
27.81 |
28.13 |
27.74 |
28.76 |
30.37 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.22 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe2O3 |
1.35 |
0.63 |
0.57 |
0.69 |
0.51 |
0.84 |
0.89 |
1.33 |
0.90 |
1.12 |
|
FeO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
MnO2 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.06 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.16 |
|
MgO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
CaO |
14.50 |
17.49 |
16.96 |
17.97 |
16.70 |
12.52 |
12.75 |
11.71 |
13.48 |
20.01 |
|
BaO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.10 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Na2O |
1.34 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
5.04 |
0.79 |
3.44 |
2.49 |
0.00 |
|
K2O |
0.22 |
0.37 |
0.11 |
0.18 |
0.17 |
0.43 |
0.51 |
0.50 |
0.50 |
0.54 |
|
Total |
99.96 |
99.98 |
99.98 |
99.98 |
98.40 |
99.95 |
99.93 |
99.91 |
99.33 |
99.97 |
|
Si |
2.42 |
2.28 |
2.34 |
2.22 |
2.26 |
2.43 |
2.54 |
2.49 |
2.42 |
2.22 |
|
Ti |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Al |
1.54 |
1.69 |
1.64 |
1.76 |
1.75 |
1.50 |
1.48 |
1.48 |
1.55 |
1.66 |
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe3+ |
0.05 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.05 |
0.03 |
0.04 |
|
Fe2+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mn |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
|
Mg |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ca |
0.70 |
0.86 |
0.83 |
0.88 |
0.83 |
0.61 |
0.61 |
0.57 |
0.66 |
1.00 |
|
Ba |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Na |
0.12 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.45 |
0.07 |
0.30 |
0.22 |
0.00 |
|
K |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
|
Total |
4.84 |
4.87 |
4.85 |
4.89 |
4.87 |
5.05 |
4.76 |
4.92 |
4.91 |
4.96 |
|
Anorthite |
84.37 |
97.54 |
99.23 |
98.82 |
98.80 |
56.52 |
86.22 |
63.19 |
72.54 |
96.89 |
|
Albite |
14.11 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
41.17 |
9.67 |
33.59 |
24.25 |
0.00 |
|
Orthose |
1.52 |
2.46 |
0.77 |
1.18 |
1.20 |
2.31 |
4.11 |
3.21 |
3.20 |
3.11 |
شکل 14- ترکیب پلاژیوکلازها در بازالتهای شیرینک (استان کرمان) در: A) نمودار ردهبندی فلدسپارها (Deer et al., 1992)؛ B) درصد مولی آنورتیت در برابر درصد وزنی FeO برای شناسایی آمیزش در پلاژیوکلازها (Bowen, 1928)
بحث
ترکیب کلینوپیروکسنها برگرفته از شیمی گدازه میزبان آنهاست. این ویژگی سبب می‌شود تا این کانی بتواند تفاوت میان ماگماهای بازالتی گوناگون را نشان دهد. این نکته اهمیت کلینوپیروکسنها در شناسایی سری ماگمایی و در پایان، جایگاه پهنه زمین‌ساختیِ ماگمای سازندة سنگ میزبان را نشان می‌دهد (Leterrier et al., 1982) (شکل 13).
برپایه شیمی‌کانی کلینوپیروکسن، سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری شیرینک از سری ماگمایی کالک‌آلکالنِ وابسته به کمان ماگمایی حاشیه قاره بوده است که با فوگاسیتة بالای اکسیژنِ به‌دست‌آمده (شکل 12) همخوانی دارد. همچنین، سنگ‌های آتشفشانی شیرینک در یک پهنه وابسته به فرورانش و در فشارهای بالا پدید آمدهاند. در ادامه مذاب پدیدآمده بالا آمده و در هنگام کاهش فشار، کلینوپیروکسن‌های کم‌فشارتر را پدید آورده است. همچنین، برپایه بررسیهای سنگ‌نگاری و شیمی کانی پلاژیوکلاز نیز می‌توان تا اندازه‌ای به تغییر در شرایط فیزیکی ماگما (مانند: فرایندهای هضم و آمیزش ماگمایی) پی برد. بافت‌های ناتعادلی (مانند: بافت غربالی، غباری، فرایندهای جذب و منطقهبندیِ پلاژیوکلاز) در گدازه‌های شیرینک عموماً نشان‌دهندة تغییرات فیزیکی پدیدآمده در سیستمهای ماگمایی هستند. در سنگ‌های آتشفشانی شیرینک، تغییر در فوگاسیتة اکسیژن و آب و آمیزش ماگمایی را می‌توان عامل اصلی پدیدآورندة بافت غربالی دانست که با داده‌های شیمیایی کلینوپیروکسن همخوانی دارد.
داده‌های شیمیایی کانی پلاژیوکلاز را می‌توان با نمودارهای به‌دست‌آمده با روش پراکندگی اندازة این بلور مقایسه کرد. در کل، تغییرات دیده‌شده در شیب خط نمودار CSD (شکل 7) نشان‌دهندة تغییر شرایط رشد بلوری هنگام تبلور در ماگماست. برپایه الگوهای آورده‌شده در شکل 8- D (پیامد وجود درشت بلور بر نمودار پراکندگی اندازه بلور) و شکل 8- E (آمیزش دو ماگما)، این تغییرات همانند هستند. چنین بافت‌هایی به‌طور معمول با شرایط ناتعادلی گوناگونی که در هنگام تکامل سیستم ماگمایی رخ می‌دهند وابسته هستند. این شرایط ناتعادلی چه‌بسا در پی تغییرات احتمالی در فشار، دما یا ترکیب شیمیایی پدید آمده باشند و شرایط تعادلی حاکم بر مجموعه ماگمایی را آشفته سازند.
نتیجه‌گیری
(1) داده‌های به‌دست‌آمده از شیمی کانی پلاژیوکلاز و پراکندگی اندازه بلور آن نشان دهندة نقش پدیدة آمیزش ماگمایی در فرایندهای پیدایش ماگمای این سنگ‌هاست. حضور بافت‌های ناتعادل (مانند: بافت غربالی، چهره غبارآلود پلاژیوکلاز و حاشیه‌های خورده‌شده) نشانة دیگری از نقش پدیده آمیزش ماگمایی است.
(2) بررسیهای پراکندگی اندازه بلور و تغییرات ثبت‌شده در شیب نمودار رسم‌شده نشان‌دهندة تغییرات آشیانه ماگمایی هنگام تبلور پلاژیوکلاز در بازه زمانی 40 ساله است.
(3) برپایه یافته‌های شیمیایی کلینوپیروکسنها، روشن شد که این کانی‌ها در فشار بالا تا متوسط و در آغاز بالاآمدن ماگما پدید آمده‌ان. بیشتر این کانی‌ها نیز در محیطی با اکسیژن و میزان آب ماگما بالا (نزدیک به 10 درصد) پدید آمدهاند؛
(4) داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی شیمی کلینوپیروکسن نشان‌دهندة جای‌داشتن سنگ‌های بازیک منطقه در گسترة سری‌های تولهایتی تا کالک‌آلکالنِ وابسته به کمان‌های آتشفشانی است. شرایط یادشده با جایگاه این سنگ‌ها در مجموعه ارومیه دختر و شرایط حاکم بر این مجموعه سازگاری دارد.
سپاس‌گزاری
دانشکدة علوم بخش زمین‌شناسی دانشگاه باهنر کرمان هزینه این طرح پژوهشی را تأمین کرده است. از تلاش‌های آقای دکتر حمید احمدی‌پور برای راهنمایی‌های ارزنده‌شان در انجام این پژوهش و همچنین، از داوران گرامی مجله پترولوژی برای پیشنهادهای سازنده‌شان سپاس‌گزاری می‌شود.
)